41560647

ПОЛИГЕННОСТЬ ГРАНИТНЫХ КЛАСТИТОВ

99

Рис. 6. Микродеформации гранитов Дзурумтайского массива (фотографии шлифов).

а – остроугольная форма разноразмерных и хаотично расположенных обломков гранитного состава в тектонокласти тах; б – деформированное (“смятое”) зерно кварца с облачно мозаичным угасанием, зубчатыми границами и систе мой трещин; в – корродированные зубчатые границы кварца и полевого шпата; г – гранулированный кварц с облач но мозаичным угасанием; д – зерно кварца с мозаично ориентированной грануляцией; е – деформированные (“об давленные”) и пелитизированные зерна полевого шпата в раздробленном пелитизированном гранитном матриксе; ж – раздробленный гранит с однонаправленно ориентированными мелкими зернами мусковита и кварца; з – зерно квар ца с пересекающимися трещинами, заполненными тончайшими газово жидкими включениями.

ний [Мурхауз, 1973; Копелиович, Симанович, 1963, 1966]. Так, в зернах полевых шпатов наблю дается неровное, пятнистое угасание, искривле ние зерен и полос двойникования, появление вместо таблитчатых, изометричных и призмати ческих кристаллов зерен неправильной формы с отростками и фестонами. В зернах полевых шпа тов и кварца возникает внутрикристаллическая трещиноватость, дробление, катаклаз и динами ческая рекристаллизация. Кристаллы биотита и мусковита нередко изогнуты, разорваны, харак теризуются неравномерным, волнообразным уга санием. Полевые шпаты часто приобретают удли ненную линзовидную форму с неровными края ми. Порода местами перетерта до тектонической “муки”. В деформированных объемах количество полевых шпатов уменьшается до 50–40%, а то и до 20–15%; содержание кварца, напротив, воз растает, достигая 50–60% от общего объема поро ды. Все эти признаки свидетельствуют о проявле нии деформационных процессов на микроуров не. При этом набор и интенсивность структурных преобразований на микроуровне (так же как и в мезо и макромасштабах) от места к месту меня ется, что свидетельствует о неоднородном поле напряжений и неоднородной деформации, столь характерных для процесса реидного течения .

Одним из конечных продуктов тектонической дезинтеграции, в которых наиболее заметны структурные и вещественные преобразования,

являются аркозовые “тектонокластиты”2, кото рые развиты как внутри гранитного массива, так

ина его периферии. Но в основном тектонокла ститы Дзурумтайского массива расположены на контакте гранитов и осадочного чехла (см. рис. 1г, 3в, 4). При приближении к контактам с мезозой ским чехлом тектоническая дезинтеграция гра нитов усиливается и наблюдается переход в тек тонокластиты, в которых обычно выделяются два горизонта, различающиеся по своему облику. Нижний (10–20 м) сложен обломочной породой аркозового состава и песчаной размерности с бес порядочными включениями дресвы, линз дресвя ников, “гранитной муки” с алевритовым разме ром зерен. Местами породы обогащены кварцем

икаолинитом.

Сортировка и ориентировка минеральных зе рен отсутствует, обломки имеют угловатые фор

2Эта разновидность пород подробно охарактеризована ра нее [Цеховский и др., 2009].

мы без признаков окатанности. Присутствуют “обдавленные” зерна полевых шпатов, чаще встречается трещиноватый кварц с газово жид кими включениями, появляются сильно дефор мированные разности “смятого” кварца или его гранулированные зерна (с мозаичной, местами с ориентированной или полосчатой грануляцией). Все признаки указывают на то, что породы пред ставлены продуктами механического дробления и динамической рекристаллизации исходных ми нералов гранитоидов. Верхний горизонт (6–10 м) представляет собой смесь пород нижнего с пере крывающими юрскими углистыми глинами, сла гающими низы осадочного разреза. Доминируют глинистые породы, в которых кластиты образуют беспорядочно расположенные включения (пят на, линзы, блоки размером от 2–3 до 30–50 см). На фоне доминирующего хаотичного распреде ления обломков наблюдаются участки, где их мелкие удлиненные разности приобретают ори ентировку.

Минеральные преобразования в тектонокла ститах выражены слабо и сводятся лишь к частич ной пелитизации зерен полевых шпатов с возник новением гидрослюдисто смектитовых минера лов. Местами отмечается резкое обогащение пород кварцем и каолинитом, возможно, связан ное с преобразованием пород кислыми подзем ными водными растворами.

На геологических картах горизонт кластитов отнесен к базальной толще нижней юры. Однако эти породы существенно отличаются от юрских отложений. В кластитах отсутствуют окатанность и сортировка включений, слоистость и стратифи кация, нет ископаемой фауны и флоры, включе ний обугленной древесины, углистых глин и уг лей, столь характерных для юрских отложений. Характерны хаотичное распределение остро угольных обломков, волнистая отдельность, суб параллельная границе с фундаментом, элементы сланцеватости. По латерали мощность кластитов быстро меняется: они то образуют раздувы, то утоняются вплоть до полного выклинивания. Контакт кластитов и дезинтегрированных грани тоидов иногда резкий, с зеркалами скольжения. Но чаще наблюдаются участки с “прогрессив

ным”3 переходом – постепенной потерей при знаков коренной породы и приобретением при знаков хаотической смеси (микстита). Контакты

3 Термин введен П. Грацианским [Graciansky, 1973].

ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ № 1 2014

7*

100	ЛЕОНОВ и др.

такого типа неоднократно описаны [Леонов, 1981; Соколов, 1977; Щерба, 1975; Graciansky, 1973].

Таким образом, участие тектонического фак тора в образовании пород, названных нами текто нокластитами, несомненно. Тем не менее, нельзя исключить, что тектонокластиты сформированы по домезозойской коре выветривания, первично представленной уцелевшим от предъюрского раз мыва кварц каолиновым панцирем, столь свой ственным автоморфным корам выветривания кислых магматических пород [Добровольский, 2007].

Все рассмотренные выше структурно веще ственные преобразования гранитов характерны для условий относительно невысоких температур и давлений [Симанович, 1978]. Для пород цен тральной и северной прибортовой частей массива характерно проявление низкотемпературных из менений, выраженных в появлении пелита, сос сюрита, землистых агрегатов эпидота. В слабо дезинтегрированных участках гранитоидов отме чаются следы деформации минеральных зерен, которые выражены в их частичной грануляции, в неровном угасании отдельных зерен плагиоклаза и облачно мозаичном – кварца. В породах отсут ствуют признаки высокотемпературных преобра зований, но местами наблюдается перекристалли зованный кварц с увеличенным размером зерен, что свидетельствует, по мнению И.М. Симановича [1978], о PT параметрах низкотемпературной ступени фации зеленых сланцев.Таким образом, верхний предел температур на постумной стадии, по видимому, не превышал 200–300° С, а фоно вые температуры были еще ниже. Вопрос о ло кальном повышении температуры требует специ ального изучения: оно могло быть связано с выде лением тепла при механическом перетирании пород, с действием термальных вод, с рекристал лизацией, имеющей место после снятия нагрузки [Passchier et al., 2005], однако в данном случае пе рекристаллизация, скорее всего, вызвана дей ствием механохимических эффектов, которые приводят к сходному результату [Хайнике, 1987].

Гранитоидный массив Их Хайрхан располо жен в Центральной Монголии (см. рис. 3б) и на зван по одной из горных вершин района. Грани тоиды прорывают деформированную толщу триа совых метавулканитов среднего и основного состава, метаморфизованых до амфиболитовой фации и ороговикованых на эндоконтактах. Гра нитоиды Их Хайрханской группы относятся к комплексу наиболее поздних внутриплитных ин трузий. По данным изучения изотопного состава гранитоидов K/Ar методом их возраст составляет 158 млн. лет [Геология …, 1977]. Массив входит в состав Хэнтейского батолита, главная фаза разви тия которого, по данным U Pb и Rb Sr датирова ния, приходится на поздний триас – раннюю юру [Ярмолюк и др. 2002], хотя формирование отдель

ных массивов в конце юрского периода (к кото рым относится Их Хайрханский) отражает более поздние проявления гранитоидного магматизма субшелочной и литий фтористой специализации [Кузьмин и др., 2011].

Гранитоиды Их Хайрханской группы совмест но с раннемезозойскими и палеозойскими вулка ногенно осадочными комплексами слагают выступ киммерийского фундамента Южно Хэнтейского поднятия, окруженного верхнемезозойскими и кайнозойскими отложениями плитного чехла. Их Хайрханский массив – один из наиболее крупных (12 × 15 км) куполов этой системы – имеет овальную форму, слегка вытянутую с севера на юг, и образует горный кряж высотой до 1900 м и относительными превышениями до 300 м. Мас сив сложен различными породами гранитного ряда: гранодиоритами, плагиогранитами, кварце выми сиенитами, биотитовыми гранитами. Био титовые граниты преобладают, а все другие раз новидности в совокупности слагают менее чет верти общего его объема. Граниты рассечены дайками аплитов и пегматитов, которые, в свою очередь, пересечены дайками лампрофиров.

В геологическом строении района, кроме гра нитов, принимают участие отложения среднего палеозоя, мезозоя и кайнозоя (рис. 3б). Средний палеозой представлен аркозовыми метапесчани ками, кварцитами, метаалевролитами, кремнисты ми метааргиллитами, прослоями метаэффузивов и яшмоидов; триас – метаэффузивами основного, среднего и кислого состава, метатуфами, метатуф фитами. Образования палеозоя и триаса прорва ны Их Хайрханскими гранитами и имеют с ними ороговикованные контакты. По сейсмическим данным (МОГТ), кровля гранитоидов Хэнтей ского батолита залегает преимущественно на глу бинах 3–5 км [Геология …, 1977], что указывает на вероятные глубины консолидации массивов, вы веденных в настоящее время на поверхность.

С середины юры начинается новый – плитный – этап развития территории, и юрские отложения мощностью ~800 м с размывом и угловым несо гласием залегают на всех более древних породах. Отсутствие в отложениях юры продуктов размыва гранитов свидетельствует о том, что в это время граниты не выходили на поверхность.

В нижней части разреза расположена толща бурых конгломерато брекчий и песчаников, сме няющаяся толщей алевролитов и аргиллитов. Средняя часть разреза представлена сероцветны ми ритмично чередующимися гравийниками, дресвяниками, песчаниками, ленточными и кремнистыми аргиллитами. В верхней части раз реза преобладают серые и буровато серые кон гломераты с линзами песчаников. Характерны остатки ископаемой флоры. В составе грубой фракции отложений преобладают неокатанные и слабоокатанные обломки, и лишь в верхах разреза возрастает роль окатанного материала. Обломки

ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ № 1 2014

ПОЛИГЕННОСТЬ ГРАНИТНЫХ КЛАСТИТОВ

101

и гальки представлены, главным образом, триа совыми эффузивами (лавами и туфами) среднего состава. Юрские отложения накапливались в континентальных условиях, в крупных межгор ных впадинах. Они практически не дислоцирова ны, пласты залегают полого, за исключением приразломных участков.

Палеогеновые отложения приурочены к не большим кайнозойским континентальным впа динам. Они с размывом залегают на триасовых эффузивах и (или) на средне верхнеюрских оса дочных породах и сложены континентальными сероцветными, слаболитифицированными кон гломератами, песчаниками (иногда содержащи ми обуглившиеся растительные остатки) и глина ми суммарной мощностью до 50 м. Гальки в кон гломератах хорошо окатаны и представлены триасовыми эффузивами среднего и основного состава (85–90%), обломками юрских пород (пес чаники, жильный кварц), кварцевыми порфира ми. Судя по составу обломков, источниками сно са терригенного материала в палеогене служили участки суши, сложенные триасовыми и юрски ми породами. Граниты на дневную поверхность экспонированы не были. Контакты палеогеновых отложений с гранитами не обнажены, но их текто ническая природа не вызывает особых сомнений, принаком чего является торцовое притыкание пла стов палеогена к гранитам, реконструируемое по элементам залегания и высотному положению гра ницы осадочного чехла.

Континентальные отложения плиоцена (до 120 м) с размывом и угловым несогласием залега ют на породах палеогена, триасовых эффузивах, средне верхнеюрских гранитоидах. Преобладают красные, красно бурые и коричневые глины, со держащие примесь дресвы, гравия и щебня. Вто ростепенную роль играют пески и гравийники, содержащие линзы щебней и галечников. В со ставе обломков доминирует гранитный материал (вблизи выступов гранитных массивов) и эффу зивные породы среднего и основного состава (вблизи выступов эффузивов). Присутствие мно гочисленных обломков и галек гранитов в составе грубообломочных фаций свидетельствует о появ лении и широком развитии гранитных источни ков сноса в областях денудации.

Верхнечетвертичные отложения перекрывают палеоген неогеновые отложения, а также фрагмен тарно развиты на осадочных, эффузивных и интру зивных толщах мезозоя. Они слагают предгорные шлейфы и заполняют отдельные участки впадин. В их строении участвуют делювиально пролювиаль ные глыбово щебнистые или дресвяно песчаные отложения, озерные осадки (супеси, суглинки, гли ны, глауберова соль), эоловые пески. В составе об ломков доминируют продукты разрушения грани тоидов и триасовых эффузивов.

Анализ строения разреза и состава обломочно го материала в мезозойских и кайнозойских отло

жениях, окружающих Их Хайрханский массив, показывает, что его эксгумация на дневную по верхность произошла лишь в конце неогена и продолжается на новейшем этапе.

В структурном отношении массив приурочен к субширотному горсту фундамента, но выступает за его разломные ограничения и, судя по данным де шифрирования космоснимков, ограничен дуговы ми разломами. Граниты занимают более высокое гипсометрическое положение по отношению к дру гим породам фундамента – более прочным и устой чивым к денудации метаморфизованным триасо вым вулканитам, с превышением в 150–200 м над ними.

Контакты гранитоидов с метавулканитами триаса тектонизированы. В приконтактовой зоне шириной около 70 м наблюдается “переслаива ние” тектонических линз и пластин толщиной 1– 4 м метаморфизованных (иногда ороговикован ных) триасовых риолитов и андезитов с катакла зированными гранитами. Для всех пород в зоне контакта характерна остроугольная щебнистая отдельность. Тектонические пластины и линзы имеют крутое залегание в соответствии с прости ранием бортов массива. В пределах этой зоны обильны субсогласные и реже секущие жилы (10– 70 см) молочно белого и серого кварца. Вдоль контактов жил с вмещающими породами и в ме таэффузивах отмечены зеркала скольжения, ука зывающие на смещения со взбросовой кинемати кой, что согласуется с морфологией массива и предполагаемым механизмом его эксгумации на постумной стадии.

Контакты гранитоидов с осадочным чехлом во впадинах не обнажены, однако геоморфологиче ская выраженность гранитов с крутыми уступами вдоль их выходов, наряду с субгоризонтальными залеганиями палеогеновых и плиоценовых отло жений [Геология …, 1977], предполагают тектони ческий характер контакта или наличие крутой флексуры. Его наклон составляет 45°–70°, что определяется углами наклона уступов и поскло новой матрацевидной отдельности, простирания которой соответствуют овальной форме массива. Величина вертикального смещения вдоль крутых контактов, оцениваемая по разнице высот кровли массива и подошвы мезозойского чехла в приле гающих впадинах, составляет несколько сотен метров.

Помимо граничных дугообразных разломов в теле массива наблюдаются разломы и зоны тре шиноватости, также имеющие форму дуги. Зоны разломов выражены относительными понижени ями рельефа и представлены полосами крутопа дающей линзовидной, веерной (структура “цвет ка”), тонкоплитчатой (“слайдовой”) отдельности (рис. 7б), по плоскостям которой наблюдаются разнонаправленные смещения даек и зеркала скольжения. Эти зоны разделяют массив на лин зовидные или ромбовидные блоки размером до

ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ № 1 2014

102	ЛЕОНОВ и др.

а

б

в

г

д

Рис. 7. Массив Их Хайрхан.

а – эрозионные останцы тектонически дезинтегрированных гранитоидов в виде остроугольных пиков; б – субверти кальная отдельность (слайс структура); в – посклоновая наклонная отдельность; г – линзовидно полосчатая пологая отдельность; д – тектонический “окатыш” дезинтегрированного гранита.

нескольких сотен метров в ширину и протяжен ностью до 2 км. В совокупности эти элементы определяют морфоструктуру кровли массива и его выраженность в рельефе. Крупноблочное строение отражает неравномерность современно го воздымания массива и структурно связьано с региональной разломной сетью и с современным региональным полем напряжений.

Внутренняя структура гранитоидов отлична от структуры других пород консолидированного фундамента. Это отличие наиболее контрастно

выражено в особенностях дезинтеграции пород на мезоуровне. Граниты разбиты взаимопересека ющимися субвертикальными и пологими трещи нами. В разных частях массива одна из систем трещин преобладает и определяет возникновение пластинчатой отдельности, которая выражена в форме субпараллельных плит, имеющих преиму щественно субвертикальное или пологое слабо наклонное залегание. Структурный анализ тре щиноватости, проведенный по результатам заме ров в разных частях массива, показывает, что

ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ № 1 2014

ПОЛИГЕННОСТЬ ГРАНИТНЫХ КЛАСТИТОВ

103

пологие и крутые трещины образуют независи мые структурные системы. Они не имеют тенден ции к слиянию или к сохранению определенных углов между максимумами на стереограммах [Пр жиялговский и др., 2009]. Важную информацию дает изучение отдельности, возникновение кото рой в значительной степени было предопределе но трещинной структурой.

Крутопадающая отдельность (см. рис. 7а, б) выражена в виде протяженных “стен”, гребней или субпараллельных плит толщиной 0.5–2 м. Отдельность контролируется системой субверти кальных трещин северо восточного и меридио нального простирания и иногда разбита короткими поперечными трещинами по типу “кирпичной кладки”. Ориентировка плитчатой отдельности различна в тектонически обособленных линзо видных блоках, на которые массив разбит разло мами. Обычно крутопадающая отдельность со гласна с крупными зонами трещиноватости и раз ломами, разбивающими массив на линзовидные и ромбовидные блоки. В меньшей степени отдель ность согласуется с концентрической системой раз ломов, ограничивающих массив и формирующих его купольно штоковую структуру. Внутри линзо видных тектонических блоков не наблюдается за метного смещения по трещинам, контролирую щим крутую отдельность. По границам же блоков установлены малоамплитудные и разнонаправ ленные смещения даек и жил и наблюдаются зер кала скольжения. Основные тектонические сме щения, очевидно, происходили по крутопадаю щим разломам, ограничивающим купол.

Наклонно пологая матрацевидная отдель ность (см. рис. 7в, г) наиболее отчетливо проявле на на периферии массива, где она имеет наиболь ший наклон (до 45°), субпараллельный контакту гранитоидов и осадочного чехла, как бы облекая со всех сторон основной купол и более мелкие выступы гранитоидов. В центральных частях мас сива пологая отдельность проявлена спорадиче ски, но также наклонена в сторону обрамляющих долин, обычно чуть положе крутизны склонов (15°–30°). Размеры плит достигают нескольких метров в длину и ширину. Толщина пластин изме няется с глубиной от 5–15 см у кровли массива до 30–60 см в основании стенок оврагов и уступов. При глубине эрозии более 15–20 м матрацевид ная отдельность сменяется крупноблочными па раллелепипедами или округлыми глыбами (см. рис. 7г, д). Тектонические смещения по пологим трещинам отсутствуют, что отмечено по пересе чениям трещинами аплитовых даек, но фиксиру ются смещения при гравитационном соскальзы вании плит вниз по склону.

Переработка гранитов Их Хайрханского мас сива на микроуровне проявлена слабее, чем в массиве Дзурамтай, но все же весьма заметна. Вы делены два этапа постумных деформаций, но вы деление это достаточно условно: по всей видимо

сти, они очень близки по времени или прояви лись почти одновременно.

На раннем этапе происходили процессы пла стической деформации и динамической рекри сталлизации минеральных зерен, что выражено в текстурных и структурных изменениях пород. Наблюдаются удлинение и мозаичное угасание зерен кварца, неровное, пятнистое угасание по левых шпатов, искривление двойников плагио клаза, изгиб пластинок биотита. Отмечены струк туры рекристаллизации. Кристаллы полевых шпатов приобретают неравномерное угасание и мелкозубчатую форму границ. Крупные зерна кварца разделены на агрегаты более мелких зерен с зубчатыми краями. Конечным продуктом ре кристаллизации является мелкокристаллический агрегат новообразованных зерен, по минерально му составу близкий или идентичный исходным гранитам. Подобные микроструктуры являются типичным проявлением процесса динамической рекристаллизации [Passchier et al., 2005], который описан для аплитов и лейкогранитов в зонах ката клаза и милонитизации и экспериментально де формированных кварц полевошпатовых агрега тов [Tullis et al., 2000]. В гранитах массива Их Хайрхан рекристаллизация кварца и полевых шпатов с образованием структур “впучивания” на границах зарен и обособления субзерен с раз личной ориентировкой оптических осей отмеча ется спорадически.

Для более позднего этапа характерны хрупкие деформации. В частности, на уровне минераль ных зерен отмечается высокая плотность микро трещин, что особенно характерно для средне и крупнокристаллических гранитов и плагиограни тов. Выделено несколько систем микротрещин, проявляющихся в пределах кристаллов и по гра ницам зерен: субпараллельные, слабоизогнутые; прямолинейные ортогональные; диагональные к ортогональной системе; кольцевые или полиго нальные с дуговыми сегментами. Последние ча сто наблюдаются в кварцевых зернах, окаймляя их или обособляя их части, впервые они были описаны в [Пржиялговский и др., 2009]. Фрагменты зерен имеют при этом различное погасание, одно родное или слабооблачное. Полигональные и дуго вые трещины относятся к раздвиговому типу, сме щений со сдвиговой составляющей по ним не обна ружено. Некоторые трещины открытые, другие заполнены рудной минерализацией (оксиды железа и марганца) или непрозрачным аморфным веще ством. Рентгено флюоресцентный анализ, выпол ненный в Лаборатории физических методов изуче ния породообразующих минералов ГИН РАН (ана литики Савичев А.Т. и Горькова Н.В.) показал, что это органические соединения с соотношениями уг лерода к кислороду в интервале 2 : 1–4 : 1.

ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ № 1 2014

104	ЛЕОНОВ и др.

МЕХАНИЗМЫ ЭНДОГЕННОЙ ДЕЗИНТЕГРАЦИИ ГРАНИТОИДОВ

Среди факторов, которые относят к эндоген ным [Общая …, 2006] и которые ответственны за дезинтеграцию гранитов, указываются: автомета соматоз; контракционная усадка; тектоно кес сонный эффект; гидротермально пневматолито вые процессы; тектоническая переработка [Аре шев и др., 1997; Иванов и др., 2007; Изотов и др., 2003; Коробов и др., 2005; Леонов, 2008; Лобанов и др., 1991; Осипов, 1974, 1982; Павлов, 1992; По спелов, 2005; Ситдикова, Изотов, 2002; Тихоми ров, 1983; Chigira, 2001; Cloos, 1929,1936; Eber hardt et al., 1999; Kowallis, Wang, 1983]. На основе неречисленных публикаций и изложенного выше материала попробуем оценить значение перечис ленных факторов в образовании современной структуры Дзурамтайского и Их Хайрханского гранитных массивов.

Автометасоматоз развит во всех типах грани тоидов независимо от глубины их нахождения. Он не приводит к существенной дезинтеграции и увеличению пористости, однако способствует разрыхлению пород, облегчая ход их последую щей переработки. Гидротермально&пневматоли& товые процессы действуют на конечной стадии становления интрузивных массивов, во время по следующего их остывания, на этапах тектониче ской активизации. Циркулирующие флюиды рас творяют минеральные индивиды и сообщества, приводят к формированию рыхлых агрегатов, об ладающих пористостью, увеличивают пустот ность пород при гидроразрывах. Контракционная усадка связана с двумя явлениями. Во первых, происходит остывание массива, что по разным оценкам приводит к уменьшению объема остыва ющего тела от 1% до до 8–9 % от первоначально го. Во вторых, за счет вариаций степени термо усадки различных породных составляющих воз никает трещиноватость и “контракционная пустотность”, которая оценивается от 2–3% до 8% от объема остывающего массива. Тектоно& кессонный эффект проявляется в остывающих или в уже остывших породах при их переходе из области высокого литостатического давления в области с более низкими его значениями, что приводит к увеличению объема и растрескива нию.

Некоторые из перечисленных процессов про являются, главным образом, на стадии остывания массива и до его вхождения в состав консолиди рованного слоя земной коры. На постумной, от носительно холодной стадии, такие процессы как автометасоматоз, контракционная усадка, пнев матолитовые процессы или не проявляются во все, или проявляются в крайне ослабленном виде. Исключением являются лишь зоны с активным воздействием гидротерм, где интенсивность гид ротермально пневматолитовых процессов может

быть значительной [Лобанов и др., 1991]. Исходя из общих соображений, можно полагать, что эти процессы в той или иной мере способствовали структурно вещественной переработке гранит ных массивов.

Тем не менее, контракционная усадка и осо бенно тектоно кессонный эффект могут влиять на постумные структурные преобразования, так как разница температуры кристаллизации и хо лодного гранита весьма существенна, а разница в уровне залегания кровли интрузии после внедре ния и ее современного уровня, судя по мощности первично перекрывающих осадков и современ ного высотного положения, не менее 5–7 км. Это соответствует перепаду давления в ≈2–2.5 кбар, что при коэффициенте прочности гранита на рас тяжение около 100 МПа (≈1 кбар), вполне доста точно для его разрушения.

Контракция и тектоно кессонный эффект противоположны по направленности изменения объема породы, но приводят к сходному результа ту – возникновению внутренней структурной де лимости и дезинтеграции изначально монолит ного массива. Разделить эти два явления или определить вклад того или иного в современную структуру изученных объектов пока не представ ляется возможным.

Структуры, отражающие совокупное действие этих двух механизмов, можно разделить на не сколько масштабных уровней: 1) мегауровень (<10 км): масштаб обзорных карт, региональных коровых структур, разломных зон и т.п.; 2) макро уровень (10 км –100 м): детальные карты и АФС (форма локальных тел, морфоструктура, лиейные и объемные структуры и их сообщества, крупные блоки и пр.); 3) мезоуровень (100 м – 1 см): обна жения и фото (трещиноватость, отдельность, кус коватость от глыб до щебня, зеркала скольжения, зоны катаклаза, брекчирования; 4) микроуровень (>1см): шлиф, микрофотография (структурно ве щественные характеристики на уровне минераль ных зерен и их сообществ).

Макроуровень. Дезинтеграция представле на системами крутых и пологих трещин и круп ноплитчатой отдельностью. Вертикальная и на клонная прибортовая трещиноватость и отдель ность имеют дугообразную форму, следующую контурам массива. Пологая плитчатая отдель ность, что установлено для Их Хайрханского мас сива, согласуется с обобщенной поверхностью со временного рельефа. Характерными отдельностя ми пород являются глыбово блоковая, в виде параллелепипедов, матрацевидная, шаровая.

Мезоуровень. Структуры мезомасштаба раз виты по всему объему массива и представлены вза имно пересекающимися трещинами, определяю щими дезинтеграцию пород на блоки и глыбы, брекчирование, катаклаз. Пологие и крутые тре щины образуют независимые системы. [Пржиял говский и др., 2009]. На мезоуровне проявляется

ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ № 1 2014

	ПОЛИГЕННОСТЬ ГРАНИТНЫХ КЛАСТИТОВ			105
	неоднородность интенсивности переработки	и	“самой древней” делимости и ее явное подновле
	отсутствует четкая пространственная упорядо		ние; отсутствие приуроченности постмагматиче
	ченность структурного плана, иногда преоблада		ских гидротермально пневматолитовых процес
	ет хаотическое внутреннее строение.		сов к пологим трещинам; пересечение трещина
	Микроуровень. Выражен прежде всего в		ми и разрывами “поздних” даек основного
	распадении пород на составляющие и приобрете		состава и смещение их фрагментов. Эксперимен
	нии ими облика дресвяников, микробрекчий,		тальные данные также показывают, что развитие
	каткалазитов, а также в микротрещиноватости,		трещин, облекающих гранитный купол, не может
	раздроблении и рекристаллизации кристаллов и		происходить на глубинах более 3 км в связи с ком
	зерен минералов. Характер дезинтеграции грани		пенсацией условий растяжения литостатической
	тов обусловлен спецификой их структуры и ми		нагрузкой [Белов, 1982, 1993], а изначально, как
	нерального состава. Гипидиоморфная структура,		было сказано выше, граниты находились на боль
	при которой зерна составляющих породу минера		шей глубине.
	лов близки по форме и размеру, определяет изна		Тектонический фактор. Многие признаки по
	чальную грануляцию породы и является предпо		стумной структурно вещественной переработки
	сылкой дальнейшей ее дезинтеграции. Кварц и		гранитов Дзарумтайского и Их Хайрханского
	полевые шпаты составляют 90–95% (а в лейко		массивов, описанные выше, свидетельствуют о
	гранитах до 99%) объема в сопоставимых пропор		ведущей роли в этом процессе фактора тектони
	циях, они контактируют друг с другом и заметно		ческого (прототектоника и постумная тектони
	различаются по физическим свойствам. Этой		ка). В частности, возникновение повышенной
	особенностью гранитов (лейкогранитов, грано		трещинно блоковой делимости и связанного с
	сиенитов) обусловлена их дезинтеграция. Вели		ней дилатансионного эффекта, помимо прочих,
	чина объемного теплового расширения кварца и		контролируется тектоническим фактором [Аре
	полевых шпатов при нагревании от 20° до 600°С		шев и др., 1997; Запивалов и др., 1996; Изотов и
	(и величина усадки при остывании) составляют		др., 1967; Мартынова, 2002; Ситдикова, Изотов,
	соответственно 4.54 и 1.00–1.19 [Справочник …,		2002; Dien Phan Ttung, 1994 и др.].
	1966], то есть различаются более чем в 4 раза. По		Основные признаки того, что за структурную
	этому контракционная усадка неизбежно должна
			переработку гранитов ответственны	тектониче
	проявляться на микроуровне в виде межзерновых
			ские процессы, следующие: линзовидно блоковое
	трещин или накопления соответствующих напря
			и плитчато блоковое строение массивов с различ
	жений, которые в некоторой степени релаксиру
			ным проявлением дезинтеграции (трещиноватые,
	ются при уменьшении литостатической нагрузки.
			катаклазированные и обломочные глыбово щеб
	При этом декомпрессия не вызывает ощутимых
			нистые породы); присутствие на поверхности мас
	изменений объема интрузивных пород в связи с
			сива под покровом осадочного чехла плащеобраз
	незначительной величиной их сжимаемости по
			ной дресвяно песчаной толщи тектонокластитов,
	сравнению с тепловым расширением [Справоч
			состоящей из продуктов разрушения гранитоидов
	ник …, 1966]. В зависимости от соотношения тем
			и включений пород вышележащего осадочного
	пературы и скорости эксгумации процесс дезин
			чехла; наличие вертикальной или посклоновой от
	теграции может проявляться либо в формирова
			дельности, специфических веерных	или слайс
	нии полигональных или сферических (вокруг
			структур; фрагментация даек, жил и других интру
	зерен кварца) трещин, либо путем динамической
			зивных тел с признаками смещения; присутствие в
	рекристаллизации на границах минеральных зе
			основной массе гранитоидов фрагментов вмещаю
	рен с различной плотностью дислокаций кри
			щих пород фундамента или осадочного чехла; де
	сталлической решетки, которая приводит	к
			формация даек и жил: будинаж, разрыв, изгиба
	уменьшению размерности зерен и сопровождает
			ние; присутствие в гранитоидах фрагментов по
	ся микробрекчированием пород.
			род фундамента без признаков контактовых
	Таким образом, можно видеть, что в гранитах
			изменений; трещиноватость, катаклаз, грануля
	Дзурамтайского и Их Хайрхакоского массивов		ция, изгибание, дробление, перетирание пород;
	присутствует набор структур дезинтеграции, ко		дезинтеграция различного типа и размерности
	торые, вероятно, связаны с прототектоникой –		(мегаглыбовая, плитчатая, ромбовидная, глыбо
	релаксацией напряжений при остывании интру		вая, щебнистая, дресвяная, песчаная); наличие
	зий и их подъеме в более высокие горизонты зем		макро и микротрещин в породах и минеральных
	ной коры, снятии вышележащей нагрузки [Об		зернах; микроструктурные изменения кварца (мо
	щая …, 2006; Пржиялговский и др., 2009; Поно		заичное угасание, мелкополигональная, брусково
	марев, 2008; Тихомиров, 1983; Chigira, 2001;		блочная, удлиненно ориентированная и полосча
	Cloos, 1929, 1936; Kowallis, Wang, 1983; Chigira,		тая микроструктуры), перекристаллизация мелких
	2001; Eberhardt et al., 1999].		зерен и появление их микроагрегатов иногда с од
	Однако многие признаки указывают и на иные		нонаправленной ориентировкой зерен; интенсив
	причины возникновения кластической структу		ная грануляция пород и минеральных зерен с об
	ры гранитов: удивительно хорошая сохранность		разованием угловатых и местами полукруглых

ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ № 1 2014

106	ЛЕОНОВ и др.

кластов; динамическая рекристаллизация; де формация минеральных зерен (изгибание пласти нок слюд, обдавливание зерен, наличие зубчатых ограничений); наличие глыбовых, щебнистых, дресвяно песчаных кластитов с хаотичным рас пределением обломков; объемный характер де формаций, захватывающий массив на всю наблю даемую глубину (до 300 метров); тектонические и “прогрессивные” контакты с обрамлением масси вов; преимущественно субвертикальная или вее рообразная ориентация внутренних структурных элементов; складчатая деформация домезозой ской поверхностей выравнивания; высотное поло жение массивов (самое высокое при общей раз дробленности и рыхлости пород); тектонические подвижки по сместителям, параллельным контак ту с осадочным чехлом, фиксируемые структурами будинажа компетентных прослоев в базальных го ризонтах чехла, зеркалами скольжения в гранитах.

МЕХАНИЗМ ЭКСГУМАЦИИ ГРАНИТНЫХ МАССИВОВ

Комплекс перечисленных выше признаков не оспоримо указывает на тектонический фактор как один из основных факторов формирования гранитных кластитов, и они могут быть отнесены к типу тектонических микститов (α микститов) [Леонов, 1981]. Но возникает вопрос, какой же механизм ответственен за становление гранитных катаклазированных массивов.

Механизмы эксгумации кристаллических по род консолидированной коры детально рассмот рены во многих публикациях [Кинг, 1967; Лиш невский и др., 1976; Сваричевская, Скублова, 1973; Фуз, 1976; Bradschaw et al., 1993; Colliston, 1990 и др.], а также в работах авторов этой статьи [Леонов, 2008; Леонов и др., 2008; Пржиялгов ский и др., 2008]. Но для лучшего понимания рас сматриваемых вопросов, кратко суммируем ос новные положения этой общей проблемы.

Объемная (3D) дезинтеграция пород “холод ного” кристаллического фундамента (в том числе и гранитов) за счет тектонических процессов хо рошо известна [Бероуш, 1991; Леонов, 1974, 1991; 2008; Леонов и др., 2008; Лобанов и др., 1991; Мартынова, 2002; Миколайчук и др., 2003; Оси пов, 1974; Пипин, 1973; Пржиялговский и др., 2011; Пучков, 1968; Сваричевская, Скублова, 1973; Фуз, 1976; Bradschaw et al., 1993; Colliston, 1990; Dien Phan Ttung, 1994; Kizaki, 1972; Mascon at et al., 1993; Pham Anh Tuan et al., 1994; Ribeiro,

1970; Wise, 1964]4. Выражена 3D деформация на всех масштабных уровнях (от “мега” до “микро”) и осуществляется за счет различных механизмов: брекчирования, катаклаза минеральных зерен,

4Более полную библиографию см. [Леонов, 2008; Леонов и др., 2008].

кливажа, образования слайс структур и структур “веера”, меланжирования и др.

Реализация этих механизмов приводит к дез интеграции пород, потере внутренней связности и возникновению гранулярной структуры, что, в свою очередь, способствует уменьшению вязко сти пород и возрастанию пластичности, дилатан сии, возникновению объемной подвижности, их

реидную деформацию5 [Леонов, Эпштейн, 2011; Carey, 1954; Yaeger, Nagel, 1996]. В гранитах 3D де формация связана с их хрупко пластическим и катакластическим течением. Она сопровождается диспергацией и автодиспергацией вещества [По спелов, 1972], механическим дроблением, пере кристаллизацией, грануляцией, “вскипанием” дислокаций, размножением и укрупнением пор; возникают системы микротрещин и автобрекчи рование. При наложении на литостатическую на грузку ориентированного давления, обеспечива ющего пластическую деформацию, происходит увеличение объема вещества, которое может до стигать 20% от первоначального [Поспелов, 1972].

Одним из следствий перечисленных явлений и процессов является понижение вязкости (увели чение текучести) пород. Начинает действовать механизм вязкостной инверсии [Паталаха, 1971], что приводит к пространственному перераспре делению горных масс: выжиманию “текучих” тел в направлении меньшего литостатического дав ления, т.е. обычно к дневной поверхности. Под нимающиеся массы внедряются в верхние гори

зонты коры, образуя кристаллические протрузии6 [Книппер, 1969; Леонов, 2008; Леонов и др., 2008; Макаров, 1975; Паталаха, 1971; Пржиялговский и др., 2011; Vita Finzi, 2009].

На основании перечисленных выше работ, а также [Леонов, 2008; 2011] можно констатировать следующее: 1) постумная структурно тектониче ская переработки гранитов выражена в их объем ной дезинтеграции во всех формах ее проявления; 2) механизмом подвижности дезинтегрированн ных гранитов является реидная деформация, включающая пластическое, вязко пластическое, катакластическое и другие виды течения твердых тел; 3) морфоструктурное выражение этих про цессов – образование кристаллических протру

5Понятие “реидная деформация” (от греческого “ρε‰oç” – течение, поток) было введено С. Кери и Л. Кингом [Кинг, 1967; Carey, 1954] для обозначения совокупности механиз мов деформации течения твердых тел, которые затем, уже в твердом состоянии были выдвинуты (выжаты) в вышеле жащие слои в результате “шоков земной коры и тектопи ческого внедрения [Геологический …, 1973 ].

6Термин “протрузия” введен Ч. Лайелем для обозначения первично интрузивных тел, которые затем, уже в твердом состоянии, были выдвинуты (выжаты) в вышележащие слои в результате “шоков земной коры” и тектонического внедрения [Геологический …, 1973].

ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ № 1 2014

ПОЛИГЕННОСТЬ ГРАНИТНЫХ КЛАСТИТОВ

107

Генетический тип гранитных кластитов. Особенности строения и преобразования

Экзогенная дезинтеграция гранитоидов:

–приуроченность к корам химического и физического выветривания; наличие элюви ального профиля с трещинной, глыбовой и дресвяно щебнистой зонами; положение в нижней части кор химического выветрива ния;

–признаки воздействия климатического, гидрогеологического, временного, петрогра фического факторов, выраженные в характе ре залегания, составе и строении вторичных преобразований пород и минералов;

–состав новообразованных пород (бокситы, каолиниты) и минеральных фаз (гидрослю ды, смектиты, псевдоморфозы гиббсита по кварцу, и др.), отражающий гидратацию си ликатов и синтез глинистых минералов;

–форма, особенности морфологии и взаи моотношения обломков пород, минеральных фаз и зерен: разбухание слюд, серицитизация полевых шпатов по краям зерен и вдоль тре щин спайности, обособление зерен кварца и полевых шпатов, наличие макро и микро трещин в породах и минеральных зернах; за полнение трещинного пространства мелко земом и глинистой фракцией, многоугольная форма и четкое ограничение элювиальных останцов и кластов;

–присутствие преимущественно глыбово щебнистых и песчано дресвяных обломков;

–преобладание в продуктах ближнего пере мыва (делювии) грубообломочных (глыбово щебнистых или дресвяно щебнистых) пород с неокатанными обломками;

–незначительная (от первых метров до не скольких десятков метров) мощность: до 15– 20 м в корах физического выветривания, до 50–100 м в корах химического выветривания.

Генетические факторы: химическое и физи ческое выветривание, гравитация.

Тектоническая дезинтеграция гранитоидов:

–приуроченность к протрузиям гранитоидов;

–линзовидно блоковое строение массива с различным проявле нием дезинтеграции (трещиноватые, катаклазированные и обло мочные глыбово щебнистые породы);

–присутствие на поверхности массива под покровом осадочного чехла плащеобразной дресвяно песчаной толщи тектонокласти тов, состоящей из продуктов тектонического разрушения грани тоидов и включений пород вышележащего осадочного чехла;

–наличие вертикальной или посклоновой отдельности, веерных или слайдовых структур;

–фрагментация даек, жил и других интрузивных тел с признака ми смещения;

–присутствие в основной массе гранитоидов фрагментов вмеща ющих пород фундамента или осадочного чехла;

–деформация даек и жил: будинаж, разрыв, изгибание;

–присутствие в гранитоидах фрагментов пород фундамента;

–трещиноватость, катаклаз, грануляция, дробление, местами пе ретирание пород с возникновением обломков;

–различные формы дезинтеграции (мегаглыбовая, плитчатая, ромбовидная, глыбовая, щебнистая, дресвяная, песчаная);

–наличие макро и микротрещин в породах и минеральных зер нах;

–присутствие в микротрещинах газово жидких включений;

микроструктурные изменения кварца (мозаичное угасание, мел кополигональная, брусково блочная, удлиненно ориентирован ная и полосчатая микроструктуры), перекристаллизация мелких зерен кварца и их укрупнение, местами с однонаправленной ори ентировкой зерен;

–интенсивная грануляция пород и минеральных зерен с образо ванием угловатых, местами полукруглых кластов;

–деформация минеральных зерен (изгибание пластинок слюд, обдавливание зерен, наличие зубчатых ограничений);

–наличие глыбово щебнистых или дресвяно песчаных класти тов с хаотичным распределением обломков;

–большая мощность – до сотен и первых тысяч метров.

Генетические факторы: прототектоника (декомпрессия, термо усадка), постумная объемная хрупко пластическая деформация.

зий, сложенных дезинтегрированными породны ми массами.

Приведенный выше материал свидетельствует, что именно протрузивный механизм стимулирует подъем катаклазированных гранитов Дзурамтай ского и Их Хайрханского массивов в верхние го ризонты земной коры и их эксгумацию на днев ную поверхность. Подтверждает этот вывод и морфоструктура массивов. При интенсивной раз дробленности и рыхлости слагающих массивы пород они образуют наиболее приподнятые участки современного рельефа, прорывая и де формируя при этом отложения чехольного ком плекса.

Эксгумация и дальнейшее орогеническое воз дымание гранитных массивов, опережающее по

скорости их денудацию, четко фиксируются лишь в позднем эоцене – квартере, так как имен но в отложениях этого возраста впервые в массо вом количестве появляется обломочный гранит ный материал. Однако нельзя исключить и того варианта, что дезинтегрированные граниты мог ли выходить на дневную поверхность и ранее, но наряду с окружающими породами не подвергать ся интенсивной денудации в периоды относи тельного тектонического покоя. Это предположе ние вряд ли приемлемо для Их Хайрханского участка, однако для Дзурамтайского массива та кой сценарий весьма вероятен, хотя данное мне ние разделяется не всеми авторами статьи. В Юж ной Монголии триасовые отложения отсутству ют, и к началу ранней юры сформировалась поверхность выравнивания, на которой в условиях

ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ № 1 2014

108	ЛЕОНОВ и др.

нарастающей гумидности климата спорадически формировалась маломощная кора выветривания, представленная кварц каолиновым панцирем (об этом мы говорили выше). На рассмотренном участке отложения дзурамтайской (J1–2) свиты накапливались непосредственно на палеозой ском фундаменте, включающем находящиеся на поверхности дезинтегрированные граниты. От сутствие галек гранитов в мезозойских отложени ях чехла может объясняться низкими скоростями денудации массивов и высокой степенью их предшествующей дезинтеграции, при которых в области аккумуляции поступал аркозовый матери ал только пелитовой и псаммитовой размерности. Тектоническая активизация в конце кайнозоя ини циировала реидную подвижность дезинтегриро ванных гранитов, опережающее воздымание мас сива относительно окружающих образований, де формацию его кровли и вышележащих отложений чехла.

Формирование приконтактовой пачки текто нокластитов, отличаюшихся от обычных кор вы ветривания, было растянуто во времени и связано с предъюрской дезинтеграцией пород (эндоген ной и экзогенной), минеральной переработкой на контакте с химически агрессивными углероди стыми отложениями чехла, катаклазом собствен но протрузивной стадии.

Подъем массивов на орогенной стадии осу ществляется очень быстро: первые признаки вы ходов гранитов на поверхность фиксируются лишь в позднем неогене – квартере, а в настоящее время массивы имеют, несмотря на довольно ин тенсивную денудацию, абсолютные отметки бо лее 2–2.5 км. Это было бы невозможно без некой тектонической причины, каковой, судя по изло женным фактам и литературным данным, являет ся вязкостная инверсия, приводящая к образова нию протрузии.

Однако, если в Дзурамтайском массиве черты протрузии выражены чрезвычайно отчетливо, то

вИх Хайрханском они менее определенны. Можно полагать, что в последнем случае, в связи с крупноблочным характером внутренней дезин теграции гранитов реидность проявлена на более высоком масштабном уровне (гранитного масси ва в целом). Кроме того весьма вероятна роль об щего “коробления” и пликативной деформации поверхности фундамента в условиях региональ ного поля напряжений. Структуры дезинтегра ции собственно протрузивного этапа, возникшие

впроцессе квазипластического течения, лучше проявлены в бортовых зонах Дзурамтайского массива. К ним относится фрагментация грани тов на линзовидные и округлые глыбы, на грани цах которых дезинтеграция на уровне минераль ных зерен и микродеформации пород максималь ны, вплоть до образования брекчированных разностей – тектономикститов. Для Их Хайрхан ского массива квазипластическая эксгумация но

сила крупноблочный характер, и к структурам протрузивного этапа можно отнести линзовид ные блоки, по границам которых фиксируются относительные подвижки. Аналогичные линзо видные структуры – ромбоэдры – отмечаются в других исследованных гранитоидных протрузиях [Леонов и др., 2008; Пржиялговский и др., 2011], и именно их размерность определяет масштаб ный уровень, на котором реализуется квазипла стическое течение. Таким образом, можно кон статировать, что в образовании структуры грани тоидов Дзурамтайского и Их Хайрханского массивов принимали участие различные эндоген ные процессы, но основным процессом, ответ ственным за образование тектонических миксти тов, был тектонический.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изложенные данные свидетельствуют о суще ственно различных формах дезинтеграции гра нитных массивов в эндогенных и экзогенных условиях, что проявляется на всех масштабных уровнях и при разной интенсивности этого про цесса, вплоть до формирования кластогенных по род. Были рассмотрены гранитные кластиты эк зогенного и эндогенного происхождения и пока зано, что они имеют много общих черт (конвергенция признаков), которые затрудняют идентификацию их генензиса. Но, несмотря на значительное сходство, гранитные кластиты об ладают и чертами различия, позволяющими про водить их разграничение. Суммируя фактический материал, рассмотренный в данной статье, и ли тературные данные, приведем перечень характер ных признаков гранитных кластитов экзогенного и эндогенного происхождения, который для удобства восприятия и сравнения приведен в таб личной форме (таблица).

Вместе с тем следует отметить, что определе ние генезиса кластических тел гранитного соста ва в некоторых случаях осложняется еще и тем, что выведенные на земную поверхность массивы тектонически дезинтегрированных гранитоидов подвергаются гипергенным преобразованиям, а отложения кор выветривания вовлекаются в тек тоническую переработку. Этот вопрос является предметом специального рассмотрения и будет освещен во втором сообщениии.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты № 10 05 00852 и 12 05 31465) и Программы фундаментальных исследований ОНЗ РАН № 10.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Арешев Е.Г., Гаврилов В.П., Донг Ч.Л. и др. Геология и нефтегазоносность фундамент Зондского шельфа. М.: Изд во “Нефть и газ”, 1997. 288 с.

ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ № 1 2014